青藏高原夏季大气边界层高度与地表能量输送变化特征分析

利用NCEP-FNL大气边界层高度资料和NCEP/DOE(NECP2)的地面感热、潜热通量再分析格点资料,分析了2000-2016年夏季青藏高原(下称高原)地区的大气边界层高度及感热、潜热的基本气候特征、年际变化及空间分布,地表能量输送对大气边界层高度的影响机理,并分析了影响大气边界层高度与地表能量输送的主要影响因子。结果表明:夏季高原整体呈大气边界层高度显著下降,潜热通量显著上升,感热通量先增后降的变化趋势。2009年是高原大气边界层高度的气候突变时间点,其他物理量的变化趋势也在2009年发生了转折变化。大气边界层高度和地表能量输送的线性变化趋势分布具有明显的区域差异,以91°E为界将高原分为东、西两部分,东部与西部地区的变化特征明显不同;东部、西部地区的变化特征2009年前后也有很大差异。影响西部地区大气边界层高度和地表热通量的主要因子是0～10 cm土壤含水率和10 m风速;影响东部地区大气边界层高度和地表热通量的主要因子则是云量。在2009年气候突变时间前、后,各影响因子的影响程度有很大变化。夏季高原低层热低压辐合、高层南亚高压辐散的环流形式,为地表能量输送影响高原大气边界层发展提供了动力条件,有利于上升运动。上升运动的气流能将水汽相变中释放的凝结潜热输送至对流层上层,有利于形成潜热通量和南亚高压的正反馈。

青藏高原东部大气热源与高原涡的关系

基于ERA5再分析资料和高原低涡统计数据集,采用倒算法计算了1991-2017年青藏高原东部的大气热源,分析了大气热源与高原涡生成频数、移出频数及初生性质的关系.结果表明:①1991-2017年,7月份高原东部大气热源平均强度为172 W/m^(2),振荡周期为5~7年,空间分布具有明显的局地差异,东南部大气热源高于东北部.随纬度增加,大气热源明显减弱,高原南坡是大气热源最强的区域.②大气热源偏强有利于高原涡的生成及移出,强年高原涡生成频数及移出频数均多于弱年.③分析大气热源强弱年环流场差异,证明强年环流形势有利于高原涡的生成及移出,具体影响机制为:强年南坡大气热源中心气柱上升运动强烈,整层大气呈现强烈的上升运动,低层辐合,高层辐散,南亚高压脊线东伸脊点位于120°E,高层西风急流大值区位于高原东部,低层存在利于高原涡移出的横槽.

基于CERA-20C资料青藏高原边界层高度日变化气候特征分析

基于1981-2010年CERA-20C全球大气边界层高度(Boundary layer height,BLH)再分析资料对青藏高原边界层高度的日变化特征,包括日变化的季节变化、年代变化与年际变化进行研究。结果表明:BLH大值区在海拔大于5 000 m地区以及沙漠干旱地区,其中尼玛等地为边界层高度大值区的扩散源地。03:00(世界时,下同)-06:00 BLH增加最剧烈,增幅达948. 67 m·(3h)^(-1); 09:00-12:00降低最剧烈,降幅达760. 02 m·(3h)^(-1)09:00为最大值,晚于非高原地区(06:00),30年平均最大值可达1 982. 764 m,日变化最大值可达2 901. 21 m,昼高夜低。BLH最大值在春季为最大、夏季最小,BLH最小值在夏季最大、秋季最小。高原西坡BLH在春秋季最大,腹地在冬季最大,东坡BLH低,变化幅度小。03:00 BLH逐月变化趋势为单峰变化特征。BLH除夏季年际变化平稳变化以外,春、秋、冬三季在20世纪80年代中期,20世纪90年代末与21世纪初均存在较大波动。冬季边界层高度近30年逐渐增加,特别是在21世纪初的大幅持续增加值得重视。春季高原腹地处于积雪融化时期,积雪融化带走地表热量,促使春季地表气温更低,边界层高度春季与地表气温呈负相关,同时夏季相对湿度为波状分布,相对湿度梯度最小值与边界层顶相对应,边界层高度在春季比夏季更高。边界层高度发展最高时,高原边界层内通常为上升运动与下沉运动交替,为边界层发展提供一定的动力条件。

西风南支与高原季风环流场下青藏高原大气边界层结构研究

利用第二次青藏高原(下称高原)综合科考"地-气相互作用与气候效应"立体综合加强期观测试验2019年5月、7月和10月珠峰、林芝、那曲和狮泉河站点的探空资料及ERA5再分析资料。探讨在西风南支与高原季风不同风场控制下高原大气边界层结构特征及其与感热潜热通量的关系。结果表明:西风南支风场下各站点大气边界层高度较高原夏季风风场下的大气边界层高度更高。西风南支风场下珠峰、林芝、那曲和狮泉河最高对流边界层顶分别为3250,2250,2760和3500 m。高原夏季风风场下珠峰、林芝、那曲和狮泉河最高对流边界层顶分别为2000,2100,1650和2000 m。各站点的近地层比湿特征为:7月>5月>10月。林芝地区近地层比湿比其他3个站点的比湿大,林芝近地层比湿最大达到了12.88 g·kg^(-1)。5月和10月,珠峰和林芝分别在1200 m和1500 m以上风向以偏西风为主。林芝7月1200 m以上风向以偏南风为主。狮泉河5月和10月风向以偏西西南风为主,7月风向以偏西西北风为主。珠峰、林芝和狮泉河5月和10月高空的风速较7月高空风速强的多。西风南支风场下各站点以感热通量为主,高原夏季风风场下各站点以潜热通量为主。

盛夏高原涡生成频数与初夏大气环流背景场的关系

基于ERA-interim再分析资料,通过客观识别法得到的高原低涡统计数据集,选取1986-2015年7月高原低涡生成频数的多发年与少发年,通过相关分析与合成分析等方法分析7月生成的高原低涡频数与6月的大气环流之间的关系.主要结果如下:(1)7月高原低涡主要生成在28°-36°N纬带内,90°E以西生成的高原涡数量占全部的74.68%;(2)高原低涡多发年,高原低层相对湿度大,尤其改则—申扎(30°-34°N,84°-90°E)与左贡(约29°N,97°E)地区;整层大气热源偏强,90°E以西地区垂直方向上各层均表现为热源.高原低涡少发年,6月32°N以南低层相对湿度小;整层大气热源弱,垂直方向上低层表现为热源,热源偏弱.(3)高原涡多发年,高原涡主要生成范围内低层被正相对涡度控制,并且相对涡度偏大;高原主体范围内基本为上升气流,低层上升速度偏大,气流低层辐合,高层辐散,强度偏强,但在高原90°E以西与90°E以东有一定差异.高原涡少发年,高原涡主要生成范围内低层被正相对涡度控制,但相对涡度偏小;高原主体范围内为上升气流,低层上升速度偏小,气流低层辐合,高层辐合,强度偏弱.

青藏高原大气水循环与高原涡持续时间的关系分析

高原地区的大气水循环对高原涡的发生、发展和维持过程起十分重要的作用,而它们的关系还有待研究.本文根据客观识别和追踪算法得到的高原涡活动资料以及气象再分析资料、卫星及地面观测数据资料,通过合成分析、相关分析和EEMD等方法,统计1979-2017年间7月高原涡持续时间的变化特征,分析高原涡持续时间与青藏高原大气水循环因子在不同时间尺度的变化特征及相关关系,结果表明:①高原涡主要生成在高原中西部,7月的高原涡持续时间在所有月份中占比最高,且有增加趋势;②高原涡持续时间与高原中南部的大气水循环因子为正相关,与高原西北部的大气可降水量与高原南部边缘地区的地表蒸发量呈负相关;③在不同时间尺度变化特征方面,高原涡持续时间与大气水循环因子的EEMD分解结果表明二者均存在3年和6~9年的年际变化周期,高原涡持续时间与高原中部的大气可降水量、水汽辐合及高原南部边缘地表蒸发量均为增加趋势,而降水量为递减趋势.因此,7月份高原地区的大气水循环因子与高原涡持续时间具有显著的相关性,是高原涡持续时间的可能影响因子.

多元夏季风协同作用对青藏高原夏季降水的影响

选取1979—2020年全球降水气候中心(GPCC)的降水资料和欧洲中期天气预报中心(ECMWF)的ERA-5再分析资料,通过对比分析东亚夏季风(EASM)、南亚夏季风(SASM)和高原夏季风(PSM)强度指数与青藏高原(下称“高原”)夏季降水的相关关系,将夏季风系统强度的协同配置分为8种,利用合成分析探究了多元夏季风协同作用对高原夏季降水的影响。结果表明:东亚夏季风指数与高原夏季降水呈负相关,南亚夏季风和高原夏季风指数均与高原夏季降水呈正相关。夏季,高原东部降水与东亚夏季风联系较为密切,高原中、西部降水与南亚夏季风联系更为紧密,高原整体降水与高原夏季风有着很好的相关关系。在多元季风协同作用中,高原夏季风的强弱是高原地区夏季降水多寡的主要影响因素,高原夏季风和南亚夏季风的协同作用对高原夏季降水异常的作用更为显著。强EASM-强SASM-强PSM年,西太平洋副热带高压偏东偏强,南亚高压偏东偏强,来自西太平洋的偏东南水汽输送偏强,印度半岛气旋式环流配合高原南侧反气旋式环流,引导孟加拉湾水汽向高原西南部输送,高原近地层气流辐合上升运动增强,高原东北部及西南缘降水偏多;强EASM-强SASM-弱PSM年的环流形势相反,高原中东部降水偏少。弱EASM-弱SASM-弱PSM年,西太平洋副热带高压偏西偏弱,南亚高压偏弱,孟加拉湾反气旋式环流将暖湿气流输送至高原东侧,高原西南侧为偏西北气流,高原近地层为辐散下沉气流,高原南部降水偏少;弱EASM-弱SASM-强PSM年的环流形势相反,高原中东部降水偏多,西部降水偏少。强EASM-弱SASM-强PSM年,西太平洋副热带高压偏东偏弱,南亚高压偏西偏弱,四川盆地异常反气旋引导西太平洋水汽输送至高原东部,孟加拉湾气旋式环流阻碍了高原西南部的水汽输送,高原南部有较弱的辐合上升气流,局地降水偏多;弱EASM-强SASM-弱PSM年的环流形势相反,高原西部和东北部降水偏多,东南部降水偏少。强EASM-弱SASM-弱PSM年,西太平洋副热带高压偏东偏弱,南亚高压偏西偏强,河套地区和阿拉伯海反气旋式环流阻碍了来自西太平洋和印度洋的水汽输送,高原南侧近地层辐合较弱且为下沉运动所控制,高原南部降水偏少;弱EASM-强SASM-强PSM年的环流形势相反,高原东南部降水异常偏多。

1981-2015年青藏高原地表温度的时空变化特征分析

本文使用ERA-Interim地表温度逐月再分析数据(分辨率0.5°×0.5°),使用线性倾向估计、小波分析和经验正交分解等方法研究了1981-2015年青藏高原年平均以及各季节地表温度的时空变化特征.结果表明,青藏高原整体温度比周边的温度低,温度分布主要受地形和纬度影响,温度随海拔升高而降低,随纬度升高而降低,高值中心位于高原东北部的柴达木盆地和高原南部以及东南部的藏南谷地地区,低值中心位于高原西北部的帕米尔高原和昆仑山一带.青藏高原年平均及各季节地表温度都呈逐年上升的趋势,升温速率春季最快,夏、秋季次之,冬季最缓,不同季节不同年代的升温趋势也不同.高原地表温度存在一个准4年的变化周期.高原大部分区域的地表温度以0.2℃/10a的升温率在增长,高海拔地区升温速率普遍高于低海拔地区,阿里地区升温率达到0.6℃/10a,帕米尔高原和祁连山地区呈降温趋势,降温率最大达0.6℃/10a.4个季节的升温趋势分布并不一致,冬、春两季的高原增温趋势明显高于夏、秋两季.青藏高原夏、秋、冬以及年平均地表温度都以整体型变化为主,春季的东西反向变化更为显著,夏季次之.

青藏高原冬季风强弱年中国气候对比分析

本文选取1984~2013年NCEP/NCARII月平均再分析资料和,及全国160个台站月平均气温和降水量资料,使用由散度定义的青藏高原季风指数,以1月为冬季代表月,确定高原冬季风强弱代表年。通过相关分析和合成分析,详细分析了青藏高原冬季风强弱年份,东亚大气环流和我国气候的差异。结果表明:(1)高原冬季风强弱伴随东亚大气环流的异常,当高原冬季风偏强时,高原上空的冷低压加强,辐散下沉运动加大,中高纬地区的槽脊加深,而低纬地区有一气旋性环流生成;(2)高原冬季风强弱年我国同期气候差异明显,高原冬季风偏强年的冬季,新疆北部、华北中部等地降水偏多,四川盆地、长江中下游等地降水偏少,冬季气温大部份地区偏高,云南、黑龙江等地略偏低。(3)高原冬季风的影响具有滞后效应,高原冬季风强弱年的夏季,大气环流和我国气候明显不同,强年高原热低压和高纬地区的槽脊减弱,西太平洋副高偏北偏强,长江中下游、华南等地降水明显偏多,长江中上游、内蒙等地降水明显偏少。

西藏那曲地区一次霰过程的大气边界层特征分析

本文利用探空气球加密观测资料和欧洲中心ERA-Interim 0.125°×0.125°再分析资料,对2016年8月29日午后降霰过程进行大气边界层特征分析,与同年8月26日典型晴天个例对比分析,结果表明:降霰过程前,温度0℃线随时间增加而升高,温度递减率分层现象显著,逆温层不明显,边界层多为对流不稳定层结;位温随高度增加而增加,随时间增加呈现5K·(2h)^(-1)的增加趋势;比湿随高度增加而减小,水汽含量较晴天更大;风速随高度呈多层次变化,近地层风速大于晴天同高度风速,边界层顶风速小于晴天边界层顶风速,风向始终以西风为主,随高度不存在大波动;降霰过程前云覆盖量大,云层厚度达4000m,存在复杂垂直运动,近地层为下沉运动,云层内为上升运动。综合以上可以看出那曲29日降霰过程前,08时边界层内存在明显过冷水,边界层顶波动极大,08时存在最大高度(3780m),10时为最低高度(850m)。位温随时间增加而上升,持续积累能量达6h,比湿大于晴天,边界层内风速大于晴天,且随高度变化不大,风向始终以西风为主,存在深厚的云系提供水汽,云内的上升运动和云下的下沉运动是促发霰过程的主要动力机制。

青藏高原陆气相互作用对东亚区域气候影响的研究进展

青藏高原陆气相互作用对东亚区域天气气候有重要影响,其中高原植被及热力作用的气候效应是高原陆气相互作用的两个重要内容。本文总结了高原植被和陆-气水热交换的变化特征,高原植被及热力作用对高原季风、东亚季风和东亚区域气候影响的研究成果。结果表明:(1)高原归一化植被指数(Normalized Difference Vegetation Index,NDVI)、植被覆盖度和植被净初级生产力(Net Primary Production,NPP)呈从东南向西北减少的趋势。近几十年,高原NDVI、植被覆盖度和NPP总体上呈上升趋势,西藏东南部年平均和生长季平均叶面积指数(Leaf Area Index,LAI)均呈增加趋势。(2)高原感热在20世纪80年代以后呈显著减弱趋势,夏季高原大部分地区地表潜热通量呈增加趋势。(3)高原植被与高原地表热源之间呈显著正相关关系。当高原植被退化成荒漠,会减少地表吸收的净辐射,减弱地表热源,导致南亚高压位置偏西,西太平洋副高减弱,中国南方和东北地区降水增加,北方地区降水减少。(4)当高原大气热源偏强(弱)时,高原夏季风偏强(弱)。高原大气热源与东亚夏季风的建立和维持密切相关。4-5月中旬高原加热效应使大气柱增温,有利于四周大气向高原汇合及热带暖湿气流北上,导致南海夏季风爆发。高原加热作用也有利于南海夏季风的维持。近几十年高原春季感热减弱,造成我国东部降水北方异常偏少、南方异常偏多。高原上空各层年平均大气温度与高原夏季风显著相关。在年际、年代际尺度上,当高原对流层低层至中上部升温而对流层上部降温时,我国江南和华南夏季降水显著偏多,东北降水显著偏少。

2000-2016年青藏高原土壤温度变化特征分析

该研究使用较新的、连续性好的、高分辨率(0.25°×0.25°)的GLDAS(Global Land Data Assimilation System)Noah v2.1陆面模式资料,采用线性倾向估计、t检验、相关性分析和经验正交函数分解等方法,分析了2000-2016年青藏高原土壤温度的变化特征.结果表明,土壤温度受地形和海拔影响,高原地区平均土壤温度比周边地区低,北部比南部低.高原西北部的昆仑山脉至阿里地区附近存在-10℃冷中心,高原东北部的柴达木盆地存在5℃暖中心.春秋土壤温度空间分布与平均土壤温度空间分布相似,夏季最暖,冬季最冷.EOF分析土壤温度第一模态均表现出明显的全区一致升温型.进一步分析年际变化发现4层土壤温度逐年升温且变化十分相似.2005年之前几乎呈现线性增温趋势,2005年之后呈现波动变化但仍为增温趋势.趋势系数空间分布发现各层土壤温度均不断增温且空间分布相似,高原地区增温趋势强于周边地区,高原主体部位西部增温强于东部.随着深度的增加,增温趋势逐渐减弱.以0~10 cm为代表层说明增温的主要空间分布特征:高原大部分地区土壤温度均以0.1至0.3℃/10a的速率增温,最大增温中心在阿里北部地区,数值达0.67℃/10a.春季增温最强,秋夏次之,冬季最弱.

气候变化背景下陆地季风与非季风区极端降水特征对比

利用月平均地表气候要素数据集(CRU TS 4.02)的逐月降水和逐月日平均气温资料,采用线性趋势分析、滑动平均和相关分析等方法,研究了1901-2017年气候变化背景下全球陆地季风区与非季风区的极端降水特征。结果表明:我国所处的亚洲季风区的极端降水频率分布较为稳定,仅在变暖减缓时段出现大范围小值区;非季风区在急剧加速变暖时段极端降水频率分布呈现两极化,大范围的小值区与大值区共存,而季风区不易出现这种情况。季风与非季风区极端降水频率均值变化基本趋于一致,只在加速变暖时段有所不同。季风与非季风极端降水频率小值区格点数占比变化趋于一致,仅在两个加速变暖时段有所区别,而对于大值区,除去1921-1949年和1950-1972年,季风区大值区格点数占比均低于非季风区。季风与非季风区极端降水量的分布形式受气候变化影响相对较小,但无论处于哪个冷暖时段,季风区的极端降水量均远远高于非季风区。非季风区的极端降水频率与气温的相关性要好于季风区,叠加温度趋势变化时,中高纬度大部分地区呈正相关的关系,去趋势后,相关性减弱。

藏北高原那曲地区不同下垫面地表粗糙度的变化特征研究

利用2008年、2010年和2012年藏北高原那曲地区MODIS卫星数据和站点大气湍流观测数据,分别应用Massman反演模型和一种确定地表粗糙度的独立方法,计算并分析地表粗糙度的时空变化特征并对反演模型进行验证,分析Z0m存在着明显的季节性变化特征。2—8月伴随冰雪消融与植被生长,Z0m逐渐增大,站点Z0m最大可达4～5 cm。9月至次年2月由于高原季风的衰退期等原因,Z0m逐渐减小,站点Z0m减小至1～2 cm。异常年份的降雪是Z0m明显低于常年的主要原因。依据Z0m的由小到大可以将下垫面分为冰雪类、稀疏草地类、茂盛草地类、城镇类4类,其中茂盛草地类和稀疏草地类分别占区域62. 49%和33. 74%,为主要类别,其Z0m年变化分别在2～6 cm和1～4 cm之间。两种计算方法得出的结论相关性较好,由于平均滑动作用,反演资料较实测计算结果偏小。整体而言,利用卫星数据反演算法计算的Z0m是可行的,并可应用于改进陆面模式参数,提高模式模拟的准确性,能更好的揭示区域的热通量交换。

西南涡的气候学研究进展

西南涡是特殊地形与区域环流条件相互作用而产生的α中尺度天气系统,对我国西南地区的天气、气候和环境具有重要影响。本文系统梳理了西南涡的涡源分布、活动频数、移动路径及强度变化的多时空尺度分布特征,阐述了西南涡活动对我国西南及其下游地区天气、气候及区域环境的影响,总结了西南涡与高原涡、南亚高压等重要的天气系统的协同作用过程,综述了近年来西南涡气候学研究的进展,旨在为后续展开的西南涡的客观识别算法和技术研究提供基础信息。综述发现,前人研究中关于西南涡活动异常变化特征的结论并不一致,这可能是选用的资料时段、时间长度以及西南涡识别方法等不同造成的。因此,建立一套基于客观算法识别的西南涡基础研究资料是展开未来高质量研究的基石,对理解、预测西南涡活动具有极其重要的意义,并有利于进一步提升西南地区天气、气候、环境预测水平。

冬半年青藏高原绕流与中国降水和气温的关系

冬半年中纬度西风带在青藏高原地区产生南北两支绕流,即动力性的南支槽和北支脊,这样的绕流对其周边及下游天气气候有重要影响。本文先分别用600 hPa动力性的南支槽和北支脊各自所在的关键区域的平均涡度与多年平均涡度的差异,表示南支槽和北支脊的强度,然后直观地将南支槽和北支脊强度之差定义为高原绕流强度指数,利用相关分析和合成分析等方法,讨论高原绕流在冬半年平均(10月至次年4月)、秋季、冬季和春季的演变与中国降水和气温的关系。结果表明:高原绕流在冬半年10月至次年4月期间定常的存在,年际变化明显,冬季最强。全球变暖背景下,各时间段绕流强度的变化与中国西北、西南和华南部分地区的降水和气温的关系明显,特别是在冬季。降水关联性最好的是中国西南地区和华南地区,与西北、西南和东北地区的气温变化关系明显。探讨各时间段各层的大尺度大气环流和水汽通量散度、垂直速度等物理量的异常场,亚洲大部分地区自下而上的正压性特征显著,可以很好地解释各时间段高原绕流的异常与中国降水和气温关系。绕流的异常也可能是引发中国冬半年期间高影响天气的原因之一。

一次高原低涡过程云微物理特征模拟研究

为探究高原涡降水的云微物理机制,利用中尺度数值模式WRFV4.3(选取Lin微物理方案),针对2018年8月10-13日青藏高原一次高原涡降水过程进行模拟,分析了此次高原涡过程的云微物理特征。结果表明:模式能够很好地模拟出本次高原低涡发生发展过程,也能模拟出降水的量级和范围。同时各粒子的时空分布说明冰相粒子的分布范围比云水粒子广,同时其分布高度也远高于云水粒子,其中冰相粒子大值区主要分布在500~250 hPa,而云水粒子大多位于500 hPa以下。基于各粒子的源汇项特征,发现位于高层的霰粒子碰并雪粒子降落至低层融化成雨水并与云水碰并是这次高原涡降水的主要因素,其次凝华、贝基隆过程和碰并是冰相粒子生长的主要过程,同时在整个高原涡东移过程中,冰相粒子对其降水产生起到了非常重要的作用,而霰的融化在其中占比最大,雪的融化对降水的贡献比较小。

基于CMIP6多模式集合对长江上游地区暴雨的预估研究

为更好地应对长江上游地区未来气候变化导致的暴雨事件,本文利用1990-2014年长江上游地区687个气象观测站日降水资料及第六次耦合模式比较计划(Coupled Model Intercomparison Project Phase6,CMIP6)中的24个全球气候模式的模拟结果,研究了该地区2021-2099年的年平均暴雨量、暴雨天数和暴雨强度在不同共享社会经济路径(Shared Socioeconomic Pathways,SSPs)情景下的时空变化特征及其不确定性。研究结果表明:(1)相对参考时段(1995-2014年),长江上游地区预估总时段(2021-2099年)及21世纪末期(2080-2099年)的年平均暴雨量、暴雨天数和暴雨强度在SSP1-2.6、SSP2-4.5和SSP5-8.5情景下都以增多增强为主,在SSP5-8.5情景下的增幅最大,且模式间预估方向的一致性及预估值的确定性都随排放的增加而增加。预估总时段的暴雨量、暴雨天数和暴雨强度在SSP1-2.6和SSP2-4.5情景下的分布相似,但与SSP5-8.5情景下的分布有所不同。21世纪末期暴雨量及天数在三种情景下的分布相似,暴雨强度变化的分布在SSP5-8.5情景下不同于SSP1-2.6及SSP2-4.5情景;(2)相对参考时段,三种情景下长江上游的暴雨量在预估总时段分别以3.5 mm·(10a)^(-1),5.4 mm·(10a)^(-1),14.7 mm·(10a)^(-1)的速率增加,暴雨天数分别以0.045 d·(10a)^(-1),0.07 d·(10a)^(-1),0.18 d·(10a)^(-1)的速率增加,暴雨强度则分别以0.37 mm·d^(-1)·(10a)^(-1),0.78 mm·d^(-1)·(10a)^(-1),1.94 mm·d^(-1)·(10a)^(-1)的速率增强,都通过99%信度检验及同号率检验,预估值确定性较高的时期都出现在21世纪末期SSP5-8.5情景下;(3)三种情景下,预估总时段的暴雨量、暴雨天数和暴雨强度在空间上都主要呈增加趋势,其中藏东南地区的暴雨量及暴雨天数的增速最大。暴雨强度增速最大的地区在SSP1-2.6情景下出现在四川北部,而SSP2-4.5和SSP5-8.5情景下出现在云南北部;(4)三种情景下21世纪前期(2021-2040年)暴雨量、暴雨天数和暴雨强度相对参考时段的变化幅度不明显,中期(2041-2060年)及后期暴雨量、暴雨天数和暴雨强度在SSP2-4.5及SSP5-8.5情景下显著增多增强,尤其在21世纪后期SSP5-8.5情景下的增幅最大,模式间预估方向一致性最高。

中国不同气候区土壤湿度特征及其气候响应

为获得中国不同气候区各层深度土壤湿度变化特征及其对气候变化的响应,利用中国区域台站观测土壤湿度资料、降水及气温资料,采用趋势、相关性分析及突变检验等方法,讨论了东北、河套、江淮区域1981-1999年不同深度土壤湿度变化特征及其对气温、降水的响应。结果表明：东北、江淮地区为土壤湿度高值区,河套地区为土壤湿度低值区,土壤湿度由浅层至深层呈上升趋势;东北、河套地区降水和土壤湿度变化呈正相关,江淮地区降水和土壤湿度呈负相关;东北、河套地区气温和土壤湿度变化呈负相关,江淮地区气温与土壤湿度呈正相关关系。土壤湿度对降水的响应比对气温变化的响应更加显著。

再分析土壤温湿度资料在青藏高原地区适用性的分析

利用2010-2016年中国科学院西北生态环境资源研究院青藏高原土壤温度与湿度监测网观测数据在不同气候区和植被条件的4个地区(阿里、狮泉河、那曲和玛曲)对8套土壤温湿度再分析产品(ERA-Interim、CFSR、CFSv2、JRA-55、GLDAS-NOAH、GLDAS-CLM、GLDAS-MOS和GLDAS-VIC)进行对比分析,使用相关系数、均方根误差、平均偏差、无偏均方根误差和标准差比等统计参数综合比较各土壤温湿度产品对观测值的模拟性能,寻找适用于青藏高原地区的长时间大尺度土壤温湿度产品。结果表明:对于土壤温度,GLDAS-CLM产品在大部分站点能够合理再现两层(0~10 cm和10~40 cm)土壤温度随时间的动态过程和变化细节,虽然结果略高估观测土壤温度值,但在数值上与观测值较为接近,并且与观测值呈显著正相关关系。对于土壤湿度,土壤冻结期再分析产品不能表现土壤湿度的动态变化特征;非冻结期GLDAS-NOAH和GLDAS-CLM产品能够较好的刻画各地区两层土壤湿度随时间变化的动态过程特征,不论在误差统计量还是相关性方面都表现为最优值。GLDAS-MOS、GLDASVIC、ERA-interim和CFSv2产品虽然在一定程度上能够展现部分地区土壤湿度的变化趋势,但对观测值的刻画效果并不理想,而JRA-55产品无法描绘各地区土壤温湿度变化。